GEOMORFOLOGIA Confrontati sempre con il testo soprattutto per i disegni e le foto, utili per comprendere pienamente il fenomeno descritto.

DEFINIZIONE DI GEOMORFOLOGIA Secondo Summerfield (1991) : “La geomorfologia è la scienza che si occupa delle forme e delle superfici terrestri e dei processi che le hanno create.” Gli agenti morfogenetici che agiscono in modo combinato sono due: le forze endogene le forze esogene. Le forze endogene provocano il sollevamento delle catene montuose, l’innalzamento o l’abbassamento del fondale marino, il vulcanesimo e i terremoti. Le forze esogene si identificano con gli agenti atmosferici, le acque correnti, i ghiacciai e i mari che esplicano azioni di erosione, trasporto e sedimentazione. FORZE ESOGENE Azione geomorfica degli agenti atmosferici Esaminiamo alcuni aspetti di tale azione descrivendo i seguenti processi: DEGRADAZIONE METEORICA TRASPORTO E ACCUMULO DEI PRODOTTI DELLA DEGRADAZIONE

DEGRADAZIONE METEORICA E’ l’insieme dei fenomeni che portano al disfacimento in posto delle rocce ad opera degli agenti atmosferici e che quindi producono, col tempo, mutamenti nelle forme del rilievo terrestre. Si distinguono due processi che si svolgono congiuntamente: disgregazione  dovuta a degradazione fisica alterazione  dovuta a degradazione chimica Disgregazione delle rocce Comprende : TERMOCLASTISMO causato dalle forti oscillazioni termiche giornaliere che provocano continue dilatazioni e contrazioni. Con il passare del tempo queste portano alla frantumazione delle masse rocciose. CRIOCLASTISMO  tipico di regioni dove le oscillazioni termiche sono intorno a 0°C : l’acqua che penetra nelle fessure delle rocce, di notte congela esercitando notevoli pressioni sulle pareti delle cavità che possono portare alla frantumazione della roccia. Un caso particolare è la crioturbazione che consiste nel rigonfiamento e deformazione del suolo, soprattutto se argilloso, ad opera del gelo (es. cuscinetti erbosi)

Alterazione chimica delle rocce Comprende: OSSIDAZIONE  è prodotta dall’ossigeno dell’aria sulle sostanze carboniose, sui composti ferrosi, sullo zolfo e sui solfuri. IDRATAZIONE  è il processo per cui l’acqua trasforma i sali anidri in sali idrati. es. CaSO4 + acqua  CaSO4 . H2O anidrite gesso Fe2O3 + acqua  2Fe2O3 . 3H2O ematite limonite IDROLISI  è la reazione fra sale e acqua. Se il sale è formato da un anione derivato da un acido debole, come l’acido silicico, gli ioni H+ dell’acqua si legano a tale anione ricostituendo l’acido debole, mentre gli ioni OH- si legheranno al catione del sale costituendo un idrossido. Così, da rocce magmatiche ricche di silicati si possono produrre argille, lateriti o bauxite. ------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Ed ora altre possibili degradazioni, non dovute però alle forze esogene . DEGRADAZIONE OPERATA DA ORGANISMI VIVENTI Alterazione Una possibile alterazione è quella dovuta alle secrezioni di alcuni organismi che attaccano chimicamente i minerali come per esempio i litodomi, molluschi bivalvi, che creano fori nelle rocce e i licheni che penetrano con le loro propaggini nella roccia. Un’altra possibile alterazione è quella prodotta dalla decomposizione degli organismi: dopo la loro morte, infatti, la decomposizione produce sostanze (acidi umici, anidride carbonica, ammoniaca) che reagiscono con i minerali della roccia alterandoli. Disgregazione Le radici delle piante, insinuandosi nelle fessure delle rocce, possono allargarle sempre più frantumandole.

TRASPORTO E ACCUMULO DEI PRODOTTI DELLA DEGRADAZIONE Si devono considerare due diverse situazioni: 1- superfici rocciose orizzontali 2 - superfici inclinate (versanti). Superfici rocciose orizzontali I prodotti della degradazione rimangono sul posto e coprono la roccia madre sottostante con un mantello detritico (detto regolite o eluvium) . Su questo può attecchire la vegetazione che porta ad una trasformazione chimico-biologica dei detriti. Il materiale organico in decomposizione andrà a costituire l’humus e si formerà un terreno costituito da una parte minerale e una organica detto suolo. Tale processo è detto pedogenesi. Superfici rocciose inclinate La gravità e gli agenti esogeni allontanano i prodotti della degradazione generando varie forme di accumulo come le falde di detrito, i conoidi alluvionali e le frane Falde di detrito Sono ammassassi detritici ai piedi dei versanti. Conoidi alluvionali Sono detriti che si accumulano dove i torrenti di montagna incontrano la pianura: la brusca riduzione della pendenza fa diminuire la velocità del corso d’acqua che così deposita i detriti più grossi. Tali depositi, visti dall’alto, hanno la forma di un ventaglio. Frane Si formano nel caso in cui grosse masse di materiale roccioso si distaccano dal versante in modo veloce.

AZIONE GEOMORFICA DEL VENTO Tra gli agenti atmosferici delle forze esogene, verrà trattato in modo approfondito l’azione del vento. Il vento è un importante agente del modellamento della superficie terrestre, soprattutto nelle regioni aride e prive di vegetazione. Qui, infatti, il vento denuda i rilievi sollevando in alto per diversi metri e trasportando altrove i detriti più fini,come argilla e silt. Le particelle sabbiose più grandi si muovono prevalentemente mediante salti (saltazione) e in piccola parte per trascinamento e rotolamento sul terreno. Tale opera di denudazione eolica viene detta DEFLAZIONE. Molto simile è il trasporto dei sedimenti nel mezzo acqua Residui tipici di tale fenomeno sono i “deserti rocciosi”, enormi distese costituite da nude rocce dalle quali la deflazione asporta continuamente gli elementi detritici formatisi per effetto delle accentuate escursioni termiche. L’azione erosiva del vento sulle rocce, detta CORRASIONE, è dovuta alle particelle trasportate. Essa si esercita vicino al suolo essendo prodotta per lo più dalle particelle di sabbia. Le rocce così modellate sembrano delle sculture che spesso presentano striature e fori.

AZIONE GEOMORFICA DELLE ACQUE CORRENTI SUPERFICIALI Quando il vento perde velocità, lascia cadere il materiale trasportato originando così dei depositi eolici. Un esempio è il loëss, tipico deposito continentale a granulometria omogenea, completamente siltoso. Tipiche forme di deposito di sabbia sono le dune. La sabbia viene spinta dal lato sopravvento al lato sottovento. L’effetto risultante è lo spostamento della duna. Il lato rivolto verso la direzione da cui spira il vento è riconoscibile perché meno inclinato. AZIONE GEOMORFICA DELLE ACQUE CORRENTI SUPERFICIALI Si distinguono due tipi erosione : la prima provocata dalle acque della pioggia che non vengono incanalate in un alveo (o letto) di un corso d’acqua ; la seconda invece si realizza in presenza di un qualche corso d’acqua. Descriviamole in modo dettagliato. Erosione areale E’ provocata dall’azione delle acque dilavanti o selvagge che agisce su superfici inclinate in caso di piogge abbondanti. Tali acque scorrono secondo le linee di massima pendenza. Un esempio dell’opera demolitrice delle acque dilavanti sono le piramidi di terra: ciottoli e blocchi di roccia proteggono dall’azione erosiva delle acque le parti sottostanti del terreno, che quindi restano in rilievo. Nelle zone scoperte, invece, si forma una rete di solchi di dilavamento che diventano sempre più profondi.

Ciciu del Villar di Villar San Costanzo L’area è  Riserva naturale del Parco dell’Alta Valle Pesio e Tanaro (CN). La Riserva Naturale dei Ciciu del Villar tende a valorizzare le caratteristiche forme simili a funghi o a pupazzi stilizzati (ciciu, in piemontese). Il nome scientifico di queste formazioni è invece piramidi di terra, ma la loro unicità risiede nell’ambiente di formazione che le ha generate. Solitamente infatti esse si ritrovano in un ambiente tipicamente glaciale, emergendo dal terreno durante l’erosione di antiche morene; a Villar San Costanzo, invece, esse si sono scolpite in depositi di origine fluviale, su quella che viene detta una conoide alluvionale, mentre i grossi massi che fanno da cappello si sono accatastati con grandi frane di crollo, in seguito a forti scosse di terremoto. L’agente modellatore dei Ciciu è l’acqua, che nei millenni ha scavato e portato in superficie i massi sepolti. Attualmente il processo lentamente continua, così sporadicamente si assiste al crollo di qualche cappello a cui segue il disgregamento accelerato del gambo, ormai privo di protezione. Villar San Costanzo

L’azione delle acque selvagge è molto intensa sulle rocce detritiche argillose, sulle quali produce un insieme di solchi e di creste a forma di lama che costituiscono i calanchi, molto comuni nell’Appennino e le bad lands negli Stati Uniti. Erosione lineare È provocata dall’azione delle acque incanalate che asportano i materiali per via meccanica e per via chimica, scavando nel terreno solchi più o meno lunghi e profondi dette solchi vallivi. L’erosione si attua anche mediante l’abrasione dovuta ai frammenti solidi trasportati e trascinati che agiscono come una raspa. Se i corsi d’acqua scorrono su pendii molto inclinati, l’approfondimento dei solchi può dar luogo alla formazione di forre, incisioni strette e profonde, con pareti irregolari a strapiombo e che sul fondo presentano cavità, dette marmitte dei giganti, prodotte dal moto vorticoso delle acque. Tali cavità scompaiono, man mano che procede l’erosione, e le forre si trasformano in gole le cui pareti, ancora ripide, si allargano nella parte superiore .

Per comprendere come avviene l’erosione lungo un corso d’acqua è utile considerare il suo profilo orizzontale. È un grafico che si ottiene riportando in ascissa la distanza dalla sorgente e in ordinata la quota corrispondente. Esso presenta numerose irregolarità, ma nel suo insieme appare come una curva concava verso l’alto, la cui pendenza diminuisce procedendo dal corso superiore a quello inferiore, dapprima rapidamente, poi più lentamente fino al livello di base. PROFILO ORIZZONTALE Quota Sorgente Linea di base Distanza Tale livello di base costituisce la quota al di sotto della quale il fiume non può più erodere: se questo sbocca in mare, il livello di base è rappresentato dal livello medio marino, se sbocca in un lago sarà il livello della superficie del lago. Tale profilo non è definitivo perché l’abbassamento del livello di base oppure l’innalzamento della regione in cui scorre il corso d’acqua, può innescare un nuovo processo erosivo. Al contrario un innalzamento del livello di base o l’abbassamento della regione provoca un aumento della sedimentazione.

A causa del prevalere dell’erosione nel tratto a monte e della sedimentazione nel tratto a valle, il profilo longitudinale si modifica nel tempo diventando un PROFILO DI EQUILIBRIO, dal tipico andamento di ramo di iperbole EVOLUZIONE DI UNA CASCATA Retrocessione della cascata Il profilo di equilibrio si raggiunge anche grazie al fenomeno dell’EROSIONE REGRESSIVA. Tale erosione, partendo dal livello di base, fa retrocedere tutti gli eventuali gradini dell’alveo che alla fine vengono eliminati. Questo fenomeno è particolarmente evidente in corrispondenza delle cascate, la cui erosione avviene alla base del gradino e determina, per scalzamento, un progressivo arretramento verso monte del salto della cascata stessa. Tale gradino gradualmente si trasforma in un ripido pendio, o rapida, fino a che viene eliminato.

La Cascata delle Marmore è una cascata artificiale tra le più alte d‘Europa, potendo contare su un dislivello complessivo di 165 m, suddiviso in tre salti (il primo, più alto, di 83 m). Essa si trova a circa 7,5 km di distanza da Terni, in Umbria, quasi alla fine della Valnerina, la lunga valle scavata dal fiume Nera. La cascata è formata dal fiume Velino che, in prossimità della frazione di Marmore, defluisce dal lago di Piedilugo e si tuffa con fragore nella sottostante gola del Nera. Le Cascate Vittoria sono tra le cascate più spettacolari del mondo. Si trovano lungo il corso del fiume Zambesi (o Zambezi), che in questo punto demarca il confine geografico e politico tra lo Zambia e lo Zimbabwe. Il fronte delle cascate è molto lungo, più di un chilometro e mezzo, mentre la loro altezza media è di 128 metri. La loro spettacolarità è dovuta alla geografia particolare del luogo nel quale sorgono, una gola profonda e stretta, che permette quindi di ammirare tutto il fronte della cascata dall'altra sponda, esattamente davanti al salto. Le Cascate del Niagara sono situate sul corso del fiume Niagara e sono tra le cascate più famose e spettacolari al mondo. Le cascate derivano dal dislivello di circa 96 metri tra il lago Erie rispetto al lago Ontario, e sono formate da tre salti. La grandissima portata di acqua erode le rocce dolomitiche della cascata portandola sempre più indietro; in un futuro molto prossimo le cascate potrebbero indietreggiare sino al lago Erie che si svuoterà nel lago Ontario. Meta turistica molto apprezzata, le cascate sono anche fondamentali per la produzione di energia idroelettrica distribuita alla zona circostante. L'altezza delle cascate è di circa 55 m.

Il Salto Angel é la cascata più alta del mondo (979 metri), con una caduta ininterrotta dell’acqua per 897 m. Si trova lungo il corso del torrente Carrao e precipita dall'altopiano della montagna Auvantepui. Il nome viene dal suo scopritore, il pilota americano, Jimmy Angel. Gli indigeni la chiamavano "Churun Meru" ed era considerata insieme alla montagna un luogo sacro. La cascata si trova nel cuore della foresta amazzonica dello Stato di Bolivar, nel sud del Venezuela e per vederla si deve fare una escursione di due giorni attraverso il fiume o sorvolare la zona con piccoli aerei. Le cascate di Khone sono le più larghe del mondo : più di 10 km! Si trovano sul fiume Mekonng tra Laos e Cambogia. Il salto complessivamente è di 23 m.

L’erosione regressiva è responsabile anche delle catture fluviali. Essa si verifica quando un corso d’acqua (1) ha una capacità erosiva superiore a quella di un corso d’acqua vicino che scorre a quota superiore (2). L’affluente (3) del primo corso arretra la propria testata fino ad intaccare lo spartiacque che lo separa dal secondo. Questo viene così “catturato” e le sue acque defluiranno verso il corso d’acqua “predatore”. La parte della valle non più alimentata si trasforma in una valle morta. L’erosione, da parte di un corso d’acqua, poiché avviene non solo sul fondo dell’alveo ma anche sui suoi lati, permette la formazione della VALLE FLUVIALE Essa è il risultato dell’azione combinata dell’erosione lineare e di quella laterale ed è per questo motivo che la sua sezione assume una forma a “ V ”. Il fiume, infatti, scalzando la base dei versanti montuosi tra cui scorre, provoca cedimenti delle parti sovrastanti e quindi l’allargamento della valle.

TRACCIATI FLUVIALI a treccia rettilinei a meandri Possono essere di tre tipi diversi:

Corso a treccia E’ costituito da numerosi canali che si dividono e si ricongiungono più a valle. Questo tracciato è provocato dalla presenza di sedimento che si accumula al centro del canale, costringendo il corso d’acqua a suddividersi. Corso rettilineo E’ raro e si trova in zone particolari segnate da faglie. Un esempio è fornito dal fiume Reno che scorre lungo la faglia compresa tra i Vosgi e la Selva Nera. Corso a meandri I meandri sono anse che si presentano spesso lungo il corso del fiume. Le cause della loro formazione non sono ancora note. Vi sono meandri incastrati, cioè incisi nella roccia compatta come in questo tratto del fiume Colorado e meandri liberi che non hanno nessuna costrizione laterale. I meandri non sono fissi, ma si spostano lateralmente. La riva esterna, concava, dove la velocità della corrente è maggiore, subisce una erosione continua. Sulla riva convessa, dove la velocità è inferiore, si verifica la deposizione dei sedimenti.

lanca Questo porta col tempo ad una accentuazione dell’ansa fluviale e la formazione di un lobo di meandro, il cui collo si restringe sempre più. In alcuni casi, una piena può portare al taglio del meandro. Si forma così il meandro abbandonato o lanca, dalla forma a semiluna.

Sedimenti fluviali Altro aspetto dell’azione geomorfica dei corsi d’acqua è la sedimentazione. Torrenti e fiumi, infatti, depositano i detriti quando la velocità delle loro acque diminuisce. Questo avviene già nel corso superiore: nel momento in cui il fiume giunge in pianura, forma i conoidi alluvionali. Una maggiore sedimentazione si ha però nelle zone depresse di un bacino idrografico e in vicinanza del livello di base dove si formano le pianure alluvionali (es.Pianura Padana). Esse sono costituite da ampie distese pianeggianti di detriti molto eterogenei sia nelle dimensioni che dal punto litologico. La Rocca di Cavour sorge isolata nella pianura tra Saluzzo e Pinerolo a 7 Km dai rilievi più vicini. L'origine della Rocca risale al Terziario ed è espressione del complesso fenomeno dell'orogenesi alpina. E' a tutti gli effetti una punta alpina appartenente al massiccio del Dora-Maira. Nel Quaternario, a seguito delle alluvioni conseguenti lo scioglimento dei ghiacciai, gli immensi depositi che colmarono la Pianura Padana sommersero parzialmente la Rocca isolandola dalle altre vette. Il rilievo emerge per 162 m rispetto la pianura circostante che si trova a 300 m sul livello del mare. Pertanto la sommità della Rocca raggiunge l’altezza di 462 m sul livello del mare.

L’accumulo dei detriti può determinare un innalzamento del letto costringendo le acque fluviali a ramificarsi (v.corsi a treccia). Talvolta in seguito ad una piena e per la rottura degli argini, può dar luogo a inondazioni ed alluvioni. Nel caso di un abbassamento del livello di base (oppure di un sollevamento del terreno) il corso d’acqua erode la propria pianura alluvionale e forma i terrazzi fluviali. Essi rappresentano i resti di antiche pianure alluvionali depositate dal fiume.

Allo sbocco in mare, la corrente fluviale perde ulteriormente velocità e sedimenta il materiale trasportato. Tale accumulo fa risultare più alto il letto del fiume (fiume pensile) rispetto le pianure adiacenti. In queste zone il corso principale rompe gli argini in caso di piena e trova una nuova via verso il mare. Se questo processo si ripete più volte si formano numerosi rami fluviali che si irradiano verso il mare, cioè si forma un delta.  Dove, invece le maree sono molto forti e riescono ad impedire l’interramento fluviale, i corsi d’acqua presentano foci larghe e a imbuto, libere da detriti, che prendono il nome di estuari. 

AZIONE SOLVENTE DELLE ACQUE : CARSISMO Le acque meteoriche, oltre all’erosione meccanica, producono anche un’azione chimica che provoca la dissoluzione di alcune rocce. Caratteristica è l’azione solvente sui calcari delle zone temperate che dà luogo al fenomeno del carsismo. Il termine deriva dal CARSO, regione delle Alpi Orientali, dove questi fenomeni sono molto evidenti. Le rocce calcaree si sciolgono solo se le acque sono leggermente acide: in questo caso il carbonato di calcio, CaCO3, che è insolubile, si trasforma in bicarbonato di calcio, Ca(HCO3)2 , che viene asportato in soluzione. Le acque piovane risultano leggermente acide perché si caricano di piccole quantità di anidride carbonica, CO2, che trovano nell’atmosfera producendo acido carbonico secondo la seguente reazione: H2O + CO2 ⇄ H2CO3 I calcari vengono così corrosi da queste acque. La reazione complessiva è la seguente: CaCO3 + H2O + CO2 ⇄ Ca(HCO3)2 La reazione inversa di precipitazione del carbonato di calcio è più lenta e avviene in condizioni ambientali particolari.

Forme carsiche superficiali L’erosione carsica inizia dal processo chimico appena descritto, ma per la sua evoluzione è necessario che la roccia sia fessurata fino in profondità in modo che l’acqua possa penetrare in essa. Il fenomeno carsico produce due tipi di paesaggio con differenti forme: quello superficiale (epigeo) e quello sotterraneo (ipogeo) Forme carsiche superficiali Le forme più caratteristiche sono i solchi, scanalature di forma allungata e le doline, depressioni circolari di dimensioni molto diverse da pochi metri a 600 m, sul fondo delle quali l’acqua si infiltra nel suolo. Progressivamente le doline si approfondiscono finché sul fondo si forma una apertura detta inghiottitoio. La dolina tende anche ad allargarsi e talvolta unirsi ad altre doline, formando una associazione di conche detta uvala. Il continuo ampliarsi e congiungersi di molte cavità carsiche superficiali limitrofe porta alla formazione di un polje, ampio bacino carsico dal fondo pianeggiante che può ospitare un lago.

Forme carsiche sotterranee Evoluzione del carsismo Quelle più tipiche sono le grotte e i canali percorsi talvolta da torrenti sotterranei. Un caso molto noto è quello del fiume Timavo che segna il confine tra due zone ambientali diverse: quella calcarea a falesia del Carso e quella lagunare di Monfalcone. La particolarità di questo fiume sta nel suo corso, che si svolge per un lungo tratto sotto terra. Nasce a sud del monte Nevoso (Snežnik), in Croazia, e percorre con il nome Timavo superiore, o Reka, un tratto iniziale di 37 km. A 5 km da Trieste precipita nella grotta di S. Canziano e prosegue il suo corso ipogeo per circa 40 km, per tornare alla luce a S. Giovanni di Duino sotto forma di ricche sorgenti, le cui acque danno origine ad un unico corso d'acqua lungo appena 2 km, che sbocca poi nel golfo di Trieste. E' il fiume più corto d'Europa, ma ha una notevole portata Le forme deposizionali carsiche si originano nelle grotte dove le particolari condizioni ambientali permettono la trasformazione del bicarbonato di calcio (solubile) in carbonato di calcio (insolubile) in seguito alla liberazione di anidride carbonica. Ciò è possibile quando l’acqua esce a gocce dalle fessure e si espande in veli ampi, ma sottili. Si originano così formazioni carbonatiche dette stalattiti se pendono dal soffitto della grotta, stalagmiti se si elevano dal pavimento. Il materiale che costituisce tali concrezioni è detto alabastro. Tali deposizioni possono arrivare anche a riempire interamente la grotta carsica. Evoluzione del carsismo In uno stadio giovanile il paesaggio carsico presenta doline (50-60 m di diametro) a forma di imbuto e con inghiottitoio. I corsi d’acqua sono sempre più poveri per la crescente infiltrazione. Nello stadio della maturità le doline sono più ampie e a forma di ciotola il cui fondo è rivestito da terra rossa (argilla) insolubile in acqua. Successivamente si formano le uvala e l’idrografia superficiale scompare del tutto mentre si andrà a formare un reticolo idrografico sotterraneo. Nello stadio di vecchiaia le depressioni sprofondate mettono allo scoperto le cavità sotterranee, il rilievo è demolito fino quasi al livello della falda idrica sotterranea. La superficie è concava e può ristabilirsi una idrografia superficiale.

AZIONE GEOMORFICA DEI GHIACCIAI Modalità dell’erosione glaciale I ghiacciai sono gli agenti più importanti del modellamento superficiale nelle regioni a clima freddo. Modalità dell’erosione glaciale Il ghiacciaio si muove sul pendio sotto la spinta del suo peso, con velocità variabile da punto a punto. È grazie a questo movimento che i ghiacciai erodono mediante due processi: estrazione ed esarazione. Estrazione Consiste nella fratturazione e frantumazione delle rocce. L’acqua, derivata dal parziale scioglimento del ghiaccio, entra nelle fessure delle rocce che si trovano sul fondo e ai margini del ghiacciaio. Quando la temperatura scende sotto 0°C, l’acqua gela, aumenta di volume e quindi tende a fratturare le rocce. La frantumazione delle rocce è spesso dovuta all’azione divaricatrice del ghiaccio che si insinua plasticamente nelle fenditure e le allarga. Esarazione Consiste nell’erosione meccanica vera e propria della corrente glaciale e delle acque di fusione che scorrono sotto il ghiacciaio. Tale erosione è resa possibile dall’intensa azione abrasiva dei materiali duri trasportati che producono scanalature sulle pareti laterali e strie sul fondo. Le rocce più resistenti del fondo vengono levigate e arrotondate , assumendo particolari forme: vengono definite rocce montonate.

Forme di erosione   Circhi Valli glaciali Circhi Sono depressioni semicircolari con pareti ripide prodotte dalle forti pressioni esercitate dalle masse glaciali e dall’azione del gelo. Le valli glaciali hanno la sezione trasversale a forma di U poiché il ghiaccio erode per tutta la sua ampiezza la depressione nella quale scorre. Il profilo longitudinale è piuttosto articolato poiché presenta porzioni escavate, dette ombelichi e parti in rilievo, dette soglie. Gli ombelichi corrispondono a zone con rocce più tenere oppure a spessori maggiori di ghiaccio. Le soglie a zone con rocce più dure o a spessori minori di ghiaccio. Possono essere presenti anche tratti in contropendenza. L’erosione glaciale non è limitata da un livello di base come quella fluviale. Valli glaciali

Le valli glaciali secondarie confluiscono in una principale Le valli glaciali secondarie confluiscono in una principale. Essendo percorse da lingue glaciali di minore potenza sono meno profonde e quindi il loro fondo è più elevato rispetto quello della valle principale. Quando il ghiacciaio si ritira le valli secondarie appaiono come valli pensili o sospese e i corsi d’acqua che scorrono in esse superano il dislivello con delle cascate. Col tempo l’erosione fluviale, con la sua erosione regressiva, fa scomparire tale dislivello. Durante le glaciazioni, essendo il livello marino più basso di quello attuale, molte valli glaciali furono scavate sotto il livello del mare di oggi. Con lo scioglimento dei ghiacci e il relativo innalzamento del livello del mare, le valli glaciali che si trovano in prossimità della costa sono state invase dal mare stesso costituendo i fiordi.

Depositi fluvio-glaciali morena centrale (o mediana) Depositi glaciali    Morene Massi erratici Depositi fluvio-glaciali Morene Sono cumuli di detriti trasportati dal ghiacciaio. Si presentano come cordoni, colline e piccoli rilievi. Elementi tipici di questi depositi sono i ciottoli striati con spigoli vivi, spesso mescolati alla fanghiglia, sabbia e limo disposti in modo caotico e non stratificato. Si distinguono i seguenti tipi principali di morene: morena frontale morena laterale morena centrale (o mediana) morena di fondo È formata da detriti trascinati dalla fronte del ghiacciaio e segna il limite massimo della sua espansione. Poiché presenta una forma arcuata viene definita anfiteatro morenico. Morena frontale

Deposito fluvio-glaciale Affianca la lingua glaciale per tutta la sua lunghezza ed è alimentata dai massi e dai frammenti che cadono dai versanti. Morena laterale È formata dalle morene laterali di due ghiacciai che confluiscono per formare una sola lingua glaciale. Morena centrale (o mediana) Morena di fondo Si forma tra il ghiaccio e le rocce su cui scorre e ricopre in modo irregolare l’intera superficie dalla valle. Nelle regioni un tempo occupate dai ghiacciai si trovano le tilliti, rocce sedimentarie formate da frammenti grossolani striati e polveri fini. Esse derivano dai materiali delle morene di fondo. Massi erratici Sono massi molto grandi e pesanti anche molte tonnellate che vengono trasportati dal ghiacciaio anche per centinaia di chilometri. Sono riconoscibili perché costituiti da rocce differenti rispetto al substrato su cui poggiano. Deposito fluvio-glaciale Si forma per l’azione delle acque di fusione, cioè le acque derivate dallo scioglimento della neve e del ghiaccio che, scorrendo sul fondo del ghiacciaio, trasportano parte dei detriti prodotti dal ghiacciaio stesso. In genere in questo deposito è riconoscibile una stratificazione.

AZIONE GEOMORFICA DEL MARE Le acque marine esercitano la loro azione modellatrice della superficie terrestre attraverso processi di erosione, trasporto e sedimentazione. AZIONE EROSIVA L’azione erosiva del mare è detta ABRASIONE ed è provocata dalle correnti, dalle maree, ma soprattutto dal moto ondoso. L’azione del moto ondoso si fa sentire in corrispondenza della zona litorale (zona compresa tra il limite di bassa e alta marea) sia in presenza di coste rocciose che di coste sabbiose. L’azione distruttiva è favorita in caso di fondali profondi sotto costa perché qui le onde, non risentendo dell’attrito col fondo, si abbattono sulla costa con tutta la loro forza. Esaminiamo qui di seguito l’evoluzione delle coste alte. Coste alte L’azione erosiva del mare sulle coste alte è molto intensa. Le onde che si abbattono contro le coste, finiscono per disgregarle, grazie alla sabbia e alla ghiaia che trasportano e scagliano contro le rocce stesse, ma anche in seguito alla compressione e decompressione dell’aria che si trova nelle fratture e nei giunti di strato che provocano il distacco di detriti.

Se l’abrasione è uniforme, in corrispondenza del livello medio marino, il battente d’onda provoca l’escavazione di un solco di battigia. Quando questo solco diventa molto profondo, la parte alta della costa può crollare, determinando la formazione di pareti a picco sul mare dette FALESIE. I materiali franati vengono portati in profondità dai frangenti e possono accumularsi sul fondo in prossimità della costa. Alla base della falesia non è rara la formazione delle grotte di abrasione in corrispondenza di rocce più tenere o più fratturate. Se l’abrasione continua nel tempo, i cedimenti di parete si susseguono e la falesia progressivamente subisce un fenomeno di arretramento che porta alla formazione della piattaforma di abrasione marina che è una spianata marginale leggermente inclinata verso il mare Tale piattaforma frena il moto ondoso e rallenta il processo di demolizione della falesia. In alcuni casi la falesia non viene più raggiunta dal moto ondoso per cui il processo di arretramento si ferma e si parla di FALESIA MORTA.

Le variazioni del livello del mare avvenute nel passato hanno prodotto coste con più piattaforme e a quote diverse dette TERRAZZI MARINI. Tipi di coste alte COSTE A FIORDI che si trovano in regioni che sono state occupate, nell’era quaternaria, dalle calotte glaciali. Infatti i fiordi sono antiche valli di escavazione glaciale il cui fondo si trova sotto il livello del mare. COSTE A RIAS sono molto frastagliate e corrispondono a valli fluviali che, nella loro parte terminale, sono state invase dal mare. COSTE TETTONICHE, come quelle dalmate, sono pieghe longitudinali rispetto alla linea di costa, per cui si susseguono stretti canali paralleli, corrispondenti agli assi delle sinclinali, e isole strette e allungate, corrispondenti alle creste delle anticlinali.

SEDIMENTAZIONE Coste basse Tale processo porta alla formazione di spiagge. Qui di seguito viene descritta l’evoluzione delle coste basse. Coste basse Le coste basse si formano nei luoghi dove la sedimentazione prevale sull’erosione, per la minore forza delle onde e delle correnti. Qui il materiale eroso e trasportato dal mare, insieme a quello proveniente dai fiumi, viene depositato formando ampie spiagge. Esse sono costituite da sedimenti sciolti e sono delimitate verso terra da rocce o dune eoliche e dall’altra dalla linea della bassa marea. Il retrospiaggia può essere sia alto che basso. Si chiama battigia il tratto di spiaggia interessato dal moto alternato delle onde. Durante le mareggiate più violente la spiaggia può essere in parte erosa e la sabbia asportata viene depositata al largo dove forma le BARRE SABBIOSE SOTTOMARINE, cumuli allungati paralleli alla costa. L’accumulo progressivo di sabbia può far emergere le barre che così formano i CORDONI LITORANEI o LIDI. Tali cordoni, normalmente paralleli alla linea di costa, si formano facilmente di fronte ad insenature e a baie o davanti alle foci dei fiumi. Esse contribuiscono a isolare un lembo di mare formando così le LAGUNE comunicanti col mare solo attraverso stretti passaggi detti BOCCHE LAGUNARI.

Quando una laguna non comunica più col mare aperto si possono formare dei LAGHI COSTIERI che possono progressivamente interrarsi. I cordoni che si formano in direzione perpendicolare alla linea di costa vengono detti TOMBOLI : essi possono collegare delle isole alla terraferma trasformandole in penisole (es. Orbetello). EVOLUZIONE DELLE COSTE L’opera modellatrice del mare sulle coste agisce in modo ciclico. All’inizio, STADIO GIOVANILE , le coste sono articolate e frastagliate poiché l’abrasione, non agendo uniformemente, crea insenature e promontori.

In uno STADIO DI MATURITA’ l’abrasione riduce le irregolarità e si formano le spiagge, i cordoni litoranei, le barre e le lagune. Nella FASE DI VECCHIAIA l’erosione dei promontori e la deposizione dei sedimenti nelle baie tendono a compensarsi e il profilo orizzontale della costa diventa quasi rettilineo. Raramente il livello del mare rimane invariato per tempi così lunghi da permettere uno sviluppo regolare del ciclo descritto. Infatti se la regione costiera si solleva o il livello del mare si abbassa, la piattaforma di abrasione emerge e forma un terrazzo marino, mentre più in basso, lungo la linea di battigia, inizia un nuovo ciclo. Se la costa si abbassa o il livello del mare si alza, il nuovo ciclo può fondersi col precedente e rinforzare l’attacco prolungandolo verso l’interno della piattaforma di abrasione.